Земна кора разом із верхнім шаром мантії до шару астено­сфери утворює тверду оболонку Землі — літосферу (від грецьк. litos — камінь і sfera — оболонка). Середня товщина літосфе­ри становить від 5 км під серединно-океанічними хребтами до 200 км під материками. Оскільки літосфера розташована над мантією, яка є досить розігрітою, то кожні 33 м вглиб Зем­лі температура збільшується на 1 °С. Літосфера не є суцільною оболонкою. Глибокими тріщинами вона розбита на величезні блоки, які ковзають по в’язкому шарові мантії (вони назива­ються літосферними плитами). Там, де літосферні плити роз­ходяться, речовина мантії вільно піднімається до поверхні та, повільно охолоджуючись і застигаючи, утворює серединно-океанічні хребти. У тих місцях земної кулі, де літосферні плити стикаються між собою, вони зминаються у складки, утворюю­чи гори. Якщо стикаються материкова та океанічна плити, то океанічна, як більш щільна, занурюється під материкову, під­німаючи її. У таких місцях утворилися глибоководні жолоби та високі гори. 

У 1912 р. німецький учений Альфред Лотар Вегенер вису­нув гіпотезу дрейфу материків. Одним з основних доказів цієї гіпотези він вважав значну подібність контурів материків, що лежать по обидва боки Атлантичного океану. Згідно з гіпоте­зою Вегенера, понад 220 млн років тому на Землі існували єди­ний материк Пангея («єдина земля») та єдиний океан Панталасса. Згодом Пангея розкололася на два величезних материки Лавразію та Гондвану, які пізніше самі розпалися, утворивши: Лавразія — Північну Америку та Євразію, а Гондвана — Аф­рику, Південну Америку, Австралію, Антарктиду, півострови Аравійський та Індостан. Зараз теорія Вегенера значно уточне­на і набула широкого визнання.

Повільні горизонтальні рухи літосферних плит називають складкоутворюючими. Хоча швидкість руху літосферних плит і незначна, всього декілька сантиметрів на рік, вона значною мірою впливає на формування рельєфу нашої планети. Так, наприклад, саме завдяки горизонтальному рухові літосферних плит утворилися найвищі гірські системи суходолу — Гімалаї, Анди, Кордильєри. З цієї ж причини виникли Карпати та Кримські гори. Виділяють 7. основних плит і кілька менших. До основних відносяться: Африканська, Євразійська, Тихо­океанська, Північноамериканська, Південноамериканська, Індо-Австралійська і Наска. До невеликих відносять Кокос, Ка­рибську, Філіппінську та Аравійську. Окремі частини плит мо­жуть рухатися і вертикально. Ці рухи важко помітити, бо вони відбуваються протягом століть. їх називають повільними вер­тикальними рухами.

Крім повільних вертикальних рухів у зонах взаємодії літо­сферних плит відбуваються і раптові коливання. На поверхні вони проявляються у вигляді землетрусів, які часто мають знач­ну руйнівну силу. Місце, де відбулося зміщення мас гірських порід, називають осередком або гіпоцентром землетрусу. В ре­зультаті звільнення величезної енергії виникають хвилі, які на­зиваються сейсмічними. Вони розповсюджуються в різні боки від осередку і досягають поверхні. Місце на поверхні над осеред­ком називають епіцентром землетрусу, чим далі від нього, тим сила землетрусу слабшає. Сила землетрусу вимірюється в балах від 1 (коли поштовхи можна зафіксувати лише за допомогою сей­смічних приладів) до 12 (коли окрім катастрофічних руйнувань спостерігаються ще й значні зміни в рельєфі). Якщо землетрус відбувається під океаном, то його ще називають моретрусом.

У зонах зіткнення літосферних плит по глибоких тріщинах розплавлена, в’язка, насичена газами речовина мантії під тис­ком піднімається до поверхні у вигляді магми. Процес утво­рення та руху магми від шару астеносфери до поверхні Землі називається магматизмом. Якщо магма, не досягши земної поверхні, застигає у тріщинах та порожнинах у земній корі, то такий магматизм є внутрішнім. Завдяки внутрішньому магматизму верхні шари земної кори здіймаються, утворюючи разом із застиглою магмою невисокі гори. Такою горою є гора Аюдаг у Криму. Коли ж магма досягає поверхні, вона вили­вається у вигляді лави, яка, застигаючи, утворює конуси вул­канів. Канал, по якому підіймається магма, називається жер­лом, а отвір, з якого виливається лава — кратером вулкана. Утворення вулканів є проявом зовнішнього магматизму, або вулканізмом. Діючими вулканами вважаються ті, які виявили активність протягом історичного періоду людства і зафіксовані історичними документами в останні 3,5 тис. років. На сьогодні на Землі налічується близько 950 діючих вулканів на суходолі та близько 70 підводних. Усі інші вулкани вважають згаслими, їх налічується понад 2050. Є вони і в Україні, це вулкан Кара­даг у Криму та Вулканічний хребет у Карпатах.

Поряд з вулканами часто зустрічаються гарячі джерела та гейзери (від ісл. geyzir — гарячий фонтан), які утворюються від нагрівання підземних вод розжареною магмою. Лише у Ісландії налічується понад 700 гейзерів.

До основних форм рельєфу суходолу відносять гори та рівнини. За абсолютною висотою гори бувають: низькі — до 1000 м, середні — від 1000 до 2 000 м та високі — понад 2000 м. У горах виділяють окремі вершини, гірські хребти, що складаються із з’єднаних між собою гір, а також гірські долини — зниження між гірськими хребтами. Якщо гірські долини вузькі та глибокі, їх називають гірськими ущелинами. Усі рівнини поділяються на низовини (їх абсолютна висота не перевищує 200 м), височини (від 200 до 500 м) та плоскогір’я (понад 500 м). Ділянки суходолу, розміщені нижче від рівня океану, називають западинами.

Гірські області займають близько 36 % площі суші. В їх ме­жах виділяються гірські утворення двох типів — молоді, чи епігеосинклінальні, що виникли вперше на орогенному етапі роз­витку геосинклінальних систем кайнозою (гори півдня Євразії, заходу Північної і Південної Америки), і гори відроджені, чи епіплатформні, що утворилися на місці древніх вирівняних чи напівзруйнованих складчастих областей різного віку в резуль­таті омолодження і відродження новітніми рухами земної кори (наприклад, Тянь-Шань, Куньлунь, гори Південного Сибіру і Північної Монголії в Азії, Скелясті гори Північної Америки, нагір’я Східної Африки та ін.). За площею відроджені гори пе­реважають над молодими, що пов’язано з величезним поши­ренням епіплатформного горотворення (орогенезу) на неотектонічному етапі розвитку земної кори (неоген-антропоген). Від епохи, що передувала новітньому гороутворенню, у горах цього типу зберігаються підняті ділянки стародавніх поверхонь ви­рівнювання. На відміну від молодих гір, для них характерна не­відповідність між орографічним планом, будовою гідромережі та геологічною структурою.

Дно океанів підрозділяється на підводну окраїну материків, зону острівних дуг, чи перехідну зону, ложе океану і середин­но-океанічні хребти. Підводна окраїна материка (близько 14 % поверхні Землі) включає мілководну, в цілому рівнинну, сму­гу материкової обмілини (шельф), материковий схил і розташо­ване на глибинах від 2 500 до 6 000 м материкове підніжжя. Ма­териковий схил і материкове підніжжя відокремлюють висту­пи материків, утворені сукупністю суші та шельфу, від основної частини океанічного дна, названої ложем океану.

Ложе океану не в усіх областях земної кулі безпосередньо ме­жує з материковим підніжжям. На зберігших досі геосинкліналь­ний режим західних окраїнах Тихого океану, в області Малайсь­кого архіпелагу, Антильських островів, моря Скоша й у деяких інших районах між материком і ложем океану розташовується перехідна зона, що відрізняється незначною шириною і різкою зміною піднятих і глибоко опущених ділянок дна. Це зони ос­трівних дуг. У цих районах виділяються архіпелаги острівних дуг, улоговини окраїнних морів (наприклад, Берингового, Охот- ського тощо), гори і підняття в їхніх межах, а також глибоководні жолоби. Острівні дуги являють собою молоді гірські утворення, що виступають над водою у вигляді ланцюжка островів (Курильські, Зондські, Антильські тощо); глибоководні жолоби — дов­гі та вузькі западини океанічного дна, що облямовують острів­ні дуги з боку океану та занурені на глибину 7-11км. Деякі ос­трівні дуги складаються з двох рівнобіжних хребтів (наприклад, Курильська дуга) чи заміщаються ланцюгом молодих гір, роз­ташованих уздовж окраїни материка (наприклад, Кордильєри на Тихоокеанському узбережжі Америки). У зоні острівних дуг спостерігається найбільша на Землі контрастність рельєфу.

Власне ложе океану (близько 40 % поверхні Землі) здебіль­шого зайняте глибоководними (середня глибина 3-4 тис. м) рівнинами, що відповідають океанічним платформам. Виділя­ються плоскі, похилі та горбкуваті рівнини з коливаннями ви­сот (для останніх) до 1 000 м. Рівнини утворюють дно окремих улоговин, що розділені у субширотному і субмеридіональному напрямках підводними височинами, валами і хребтами. Серед рівнинних просторів ложа океану піднімаються численні ізольо­вані підводні гори (вулкани), деякі з них мають сплощені вер­шини (гайоти).

Найбільшим елементом підводного рельєфу є серединно- океанічні хребти (близько 10 % поверхні Землі). їхня сумарна довжина складає понад 60 тис. км. Вони являють собою пологі валоподібні підняття від декількох десятків до 1000 км шири­ною, що піднімаються над дном сусідніх улоговин на 2-3 км. Окремі вершини хребтів піднімаються над рівнем океану у ви­гляді вулканічних островів (Трістан-да-Кунья, Буве, Св. Олени тощо). Деякі ланки системи серединних хребтів відрізняють­ся меншою відносною висотою (низькі серединно-океанічні хребти), відсутністю рифтових порушень і меншим розчленову­ванням. Кожний із серединних хребтів має своє продовження в області кори материкового типу: рифтові порушення Східно- Тихоокеанського підняття простежуються в структурах Калі­форнійського узбережжя США, порушення Центрально-Індійського хребта — у грабенах-рифтах Аденської затоки Червоно­го моря та у розламах Східної Африки, порушення Серединно- Атлантичного хребта — на острові Шпіцберген.